Режим и баланс грунтовых вод

Глубина залегания грунтовых вод аридных территорий в зави­симости от рельефа и строения верхней части гидрогеологического разреза изменяется от 1—3 до 100 м и более. Максимальные глуби­ны залегания (до 80—100 м и более) характерны главным образом для относительно приподнятых предгорных равнин и интенсивно расчлененных участков с низко- и среднегорным рельефом, сложен­ных древними кристаллическими и вулканогенными породами, а также в различной степени литифицированными и трещиноватыми осадочными толщами (известняки, песчаники и др.). В пределах равнинных пространств (степная зона, пустыни) с распростране­нием с поверхности рыхлых или слаболитифицированных пород глубины залегания уровня грунтовых вод изменяются преимущест­венно от 10—15 до 50—70 м и более на интенсивно расчлененных площадях и участках с барханным рельефом. При значительной мощности и слоистом строении разреза зоны аэрации для этих территорий характерно развитие водоносных горизонтов типа “верховодки” (см. гл. 7), спорадическое распространение, а в ряде случаев практическое отсутствие горизонта собственно грунтовых вод (Маринов и др., 1978). На относительно пониженных участ­ках, вблизи русел рек и каналов, на берегах озер, в бессточных понижениях и впадинах, а также на интенсивно орошаемых тер­риториях глубины залегания уровня грунтовых вод изменяются в основном в пределах 1,0—5,0 м.

Питание грунтовых вод осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков, конденсации, поглощения поверхностных вод и орошения. В связи с чрезвычайно низкими значениями ко­эффициента увлажнения и малой относительной влажностью воздуха средние величины естественного (инфильтрационно-кон- денсанионного) питания грунтовых вод изменяются, как правило, в пределах 1,0—5,0 мм/год, реже до 10,0—15,0 мм/год (рис. 13.1). Относительно большие значения (до 30—40 мм/год) инфильтра- цмонно-конденсационного питания грунтовых вод в ряде случаев выше (М.Р. Никитин и др.), могут быть связаны с относительно увлажненными территориями (А/, = 0,4—0,6 и более), с пониже­ниями рельефа, в которых относительно большее увлажнение по­верхности земли определяется наличием поверхностного склоно­вого стока или накоплением снега в зимний период, а также с участками распространения непосредственно с поверхности вы­сокопроницаемых пород (грубообломочные, интенсивно-трещи­новатые, закарстованные и др.), для которых в связи с высокими скоростями инфильтрации характерны относительно меньшие расходы на испарение.

Рис. 13.1. Распределение величин инфильтрационного питания на территории Приишимской равнины (южная часть Западно-Сибирской низменности): / — границы расчетного участка: 2 — расчетный блок, цифра — величина инфильт­рационного питания, л/с -км²); 3—6 — величины инфильтрационного питания, л/с • км²; 3 - менее 0,01; 4- 0,01-0,1; 5 - 0,1-0,2; 6 - 0,2-0,5

Величины собственно конденсационного питания грунтовых вод, по существующим оценкам (А.Г. Голубь, Н.А. Огильви и др.), в условиях аридных территорий, вероятно, могут достигать 10— 20 мм/год и более (см. гл. 7).

Более благоприятные условия питания грунтовых вод харак­терны для участков, где это питание формируется за счет погло­щения поверхностных вод рек и каналов. На площади межгорных впадин и предгорных равнин при наличии гидрографической сети с временным или постоянным стоком или ирригационных каналов русловое поглощение поверхностных вод является, как правило, основной приходной статьей баланса грунтовых вод, со­ставляя до 50—60% и более от суммарной величины их современ­ного питания (У.М. Ахмедсафин, В.Ф. Шлыгина и др.).

В зависимости от размеров речных долин, водного режима рек, строения верхней части разреза и других факторов схемы формирования фильтрационного поглощения поверхностных вод могут быть различными (см. гл. 7); величины поглощения изме­няются в широких пределах, достигая 50—100 л/с и более на 1 км русла. Как правило, для этого источника питания грунтовых вод характерны значительные изменения величин в различные сезо­ны года и в многолетнем периоде в зависимости от водности конкретных лет (рис. 13.2).

т--*

<Эф, м³/с 32 -

\ ^ - ^{1982 4}xV" '--V 1980

■ t

Рис. 13.2. Внутригодовое рас- 24 прсделение питания подземных ^g иод Яхсуйской впадины за счет фильтрационных потерь из совре- 8 менной гидрографической сети g

(Фидел.ш и др., 1987) I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Месяцы

В предгорных районах пустынных и полупустынных террито­рий питание грунтовых вод за счет поглощения поверхностных часто связано с долинами временных водотоков, в которых по­верхностный сток формируется только в периоды выпадения ин­тенсивных атмосферных осадков или снеготаяния в соседних гор­ных районах. В долинах крупных равнинных рек (Сырдарья, Амударья, Нил и др.) питание грунтовых вод за счет поглощения поверхностных формируется в тех случаях, когда уровни речных вод постоянно или в периоды высокой водности располагаются выше уровня грунтовых вод в приречной зоне. В этих условиях в придолинной части формируются потоки грунтовых вод, направ­ленные от “питающего” русла к понижениям на поверхности поймы, и I надпойменной террасы, где происходит разгрузка грунтовых вод испарением и связанные с этим изменения их ми­нерализации и химического состава (рис. 13.3).

Значительные объемы питания грунтовых вод формируются также на орошаемых массивах аридной зоны за счет фильтра­ционных потерь из ирригационных каналов и фильтрации оро­сительных вод при поливах и промывах сельскохозяйственных земель. По данным У.М. Ахмедсафина, В.Ф. Шлыгиной и др. (1978), на конусах выноса Заилийского Алатау фильтрационные потери из ирригационной сети и фильтрация поливных вод со­ставляют соответственно Ю—16 и 9,0% от суммарной величины современного питания грунтовых вод (суммарное инфильтраци- онно-конденсационное питание составляет в этом случае 11%).

Рис. 13.3. Схема формирования грунтового потока на между­речье Белый Нил—Голубой Нил (Whiteman, 1971): / — гидро­изогипсы, цифры — абс. отм., м; 2 — изолинии минерализа­ции грунтовых вод. цифры — величина минерализации, мг/л

На крупных массивах орошения фильтрационные потери из магистральных и распределительных каналов при отсутствии спе­циальных противофильтрационных мер могут достигать 30—40% и более от суммарного расхода воды на орошение. Например, в первый период эксплуатации Большого Каракумского канала фильтрационные потери воды на площадях распространения пес­

чаных пород Юго-Восточных Каракумов достигали 1,5 м³/с на 1 км русла канала (Кац, Шестаков, 1981).

Питание грунтовых вод на массивах орошения за счет фильтра­ции поливных вод в зависимости от величины и режима водопода- чи (поливные нормы), способа орошения, строения и мощности зоны аэрации, рельефа изменяется достаточно сильно, достигая 150—200 мм/год и более. По данным Д.М. Каца и В.М. Шестако­ва, средние суммарные величины питания грунтовых вод на оро­шаемых массивах Средней Азии (фильтрация оросительных вод и потери из каналов) составляют до 300—400 мм/год.

Движение грунтовых вод происходит в соответствии с распре­делением напоров, которое в той или иной мере всегда связано со строением рельефа конкретных территорий (рис. 13.4; 13.5). Однако в связи с отсутствием или слабым развитием гидрографи­ческой сети и относительно большими глубинами залегания уровня грунтовых вод для аридных территорий, как правило, не характерна типичная для гумидных областей структура “местных” потоков, определяемая конфигурацией гидрографической сети (движение от междуречных пространств к местным эрозионным врезам).

Достаточно четко фиксируются потоки грунтовых вод, направ­ленные к наиболее глубоко врезанным “дренирующим” речным долинам, замкнутые бассейны грунтового стока, связанные с на­личием бессточных впадин различных размеров, обширные участ­ки с чрезвычайно слабовыраженными уклонами зеркала грунтовых вод. Максимальные значения градиентов и значительные скорости движения грунтовых вод характерны для участков интенсивного сосредоточенного питания (русловое поглощение, фильтрация из каналов, массивы орошения) и глубоких эрозионных понижений, являющихся участками интенсивной разгрузки. Для обширных равнинных территорий со слабой эрозионной расчлененностью (пустыни, полупустыни) и относительно глубоким (10—15 м и более) залеганием уровня грунтовых вод при отсутствии участков орошения характерны, как правило, слабовыраженные региональ­ные потоки фунтовых вод с малыми (0,001—0,0001) уклонами по­верхности, направленные к наиболее глубоким эрозионным врезам, крупным бессточным впадинам, тектоническим депрессиям и т.д.

Разгрузка грунтовых вод в зависимости от глубины их залегания и степени эрозионной расчлененности рельефа может осущест­вляться различными путями (см. гл. 7). Разфузка в виде источников и в русла поверхностных водотоков характерна для интенсивно расчлененных районов с низко- и среднегорным рельефом. Эти

Рис. 13.4. Схема грунтового потока Примртышской равнины (южная часть Запад­но-Сибирской низменности): / — гидроизогипсы, цифры — абс. отм., м; 2 — то же, по ограниченным данным; 3 — направления движения грунтовых вод; 4 — соле­ные озера

формы разгрузки типичны также для относительно приподнятых предгорных равнин и бортовых частей межгорных впадин арид­ной зоны, сложенных грубообломочными отложениями конусов выноса (см. гл. 11). По данным У.М. Ахмедсафина, В.Ф. Шлыги- ной и др. (1978), суммарная разгрузка подземных вод может дости­гать здесь 0,5—0,7 м³/с и более на 1 км русла. Такие же формы разгрузки грунтовых вод характерны для крупных речных долин и глубоких озерных котловин полуаридных территорий, вскрыва­ющих уровень грунтовых вод (см. рис. 13.4; 13.5). На площадях орошаемых массивов аридной зоны с плохими условиями естест-

гъ